Понятие о солнечной радиации
Солнечная радиация (солнечное излучение) – это вся совокупность солнечной материи и энергии, поступающей на Землю. Солнечная радиация состоит из следующих двух основных частей: во-первых, тепловой и световой радиации, представляющей собой совокупность электромагнитных волн; во-вторых, корпускулярной радиации.
На Солнце тепловая энергия ядерных реакций переходит в лучистую энергию. При падении солнечных лучей на земную поверхность лучистая энергия снова превращается в тепловую энергию. Солнечная радиация, таким образом, несет свет и тепло.
Интенсивность солнечной радиации. Солнечная постоянная. Солнечная радиация – это важнейший источник тепла для географической оболочки. Вторым источником тепла для географической оболочки является тепло, идущее от внутренних сфер и слоев нашей планеты.
В связи с тем, что в географической оболочке один вид энергии (лучистая энергия) эквивалентно переходит в другой вид (тепловая энергия), то лучистую энергию солнечной радиации можно выражать в единицах тепловой энергии – джоулях (Дж).
Интенсивность солнечной радиации необходимо измерять в первую очередь за пределами атмосферы, т. к. при прохождении через воздушную сферу она преобразуется и ослабевает. Интенсивность солнечной радиации выражается солнечной постоянной.
Солнечная постоянная – это поток солнечной энергии за 1 минуту на площадь сечением в 1 см 2 , перпендикулярную солнечным лучам и расположенную вне атмосферы. Солнечная постоянная может быть также определена как количество тепла, которое получает в 1 минуту на верхней границе атмосферы 1 см 2 черной поверхности, перпендикулярной солнечным лучам.
Солнечная постоянная равна 1, 98 кал / (см 2 х мин), или 1, 352 кВт/ м 2 х мин.
Поскольку верхняя атмосфера поглощает значительную часть радиации, то важно знать величину ее на верхней границе географической оболочки, т. е. в нижней стратосфере. Солнечная радиация на верхней границе географической оболочки выражается условной солнечной постоянной. Величина условной солнечной постоянной равна 1, 90 – 1, 92 кал / (см 2 х мин), или 1,32 – 1, 34 кВт / (м 2 х мин).
Солнечная постоянная, вопреки своему названию, не остается постоянной. Она изменяется в связи с изменением расстояния от Солнца до Земли в процессе движения Земли по орбите. Как бы ни были малы эти колебания, они всегда сказываются на погоде и климате.
В среднем каждый квадратный километр тропосферы получает в год 10,8 х 10 15 Дж. (2,6 х 10 15 кал). Такое количество тепла может быть получено при сжигании 400 000 т каменного угля. Вся Земля за год получает такое количество тепла, которое определяется величиной 5, 74 х 10 24 Дж. (1, 37 х 10 24 кал).
Распределение солнечной радиации «на верхней границе атмосферы» или при абсолютно прозрачной атмосфере. Знание распределения солнечной радиации до ее вступления в атмосферу, или так называемого солярного (солнечного) климата, важно для определения роли и доли участия самой воздушной оболочки Земли (атмосферы) в распределении тепла по земной поверхности и в формировании ее теплового режима.
Количество солнечного тепла и света, поступающее на единицу площади, определяется, во-первых, углом падения лучей, зависящим от высоты Солнца над горизонтом, во-вторых, продолжительностью дня.
Распределение радиации у верхней границы географической оболочки, обусловленное только астрономическими факторами, более равномерно, чем ее реальное распределение у земной поверхности.
При условии отсутствия атмосферы годовая сумма радиации в экваториальных широтах составляла бы 13 480 МДж/см 2 (322 ккал/см 2 ), а на полюсах 5 560 МДж/м 2 (133 ккал/см 2 ). В полярные широты Солнце посылает тепла немного меньше половины (около 42 %) того количества, которое поступает на экватор.
Казалось бы, солнечное облучение Земли симметрично относительно плоскости экватора. Но это происходит только два раза в год, в дни весеннего и осеннего равноденствия. Наклон оси вращения и годовое движение Земли обусловливают ассиметричное ее облучение Солнцем. В январскую часть года больше тепла получает южное полушарие, в июльскую – северное. Именно в этом заключается главная причина сезонной ритмики в географической оболочке.
Разница между экватором и полюсом летнего полушария невелика: на экватор поступает 6 740 МДж/м 2 (161 ккал/см 2 ), а на полюс около 5 560 МДж/м 2 (133 ккал/см 2 в полугодие). Зато полярные страны зимнего полушария в это же время вовсе лишены солнечного тепла и света.
В день солнцестояния полюс получает тепла даже больше, чем экватор — 46,0 МДж/м 2 (1,1 ккал/см 2 ) и 33.9 МДж/м 2 (0,81 ккал/см 2 ).
В целом солярный климат на полюсах в годовом выводе в 2,4 раза холоднее, чем на экваторе. Однако надо иметь в виду, что зимой полюсы вообще не нагреваются Солнцем.
Реальный климат всех широт во многом обязан земным факторам. Важнейшими из этих факторов являются: во-первых, ослабление радиации в атмосфере, во-вторых, разная интенсивность усвоения солнечной радиации земной поверхностью в различных географических условиях.
Изменение солнечной радиации при прохождении через атмосферу.Прямые солнечные лучи, пронизывающие атмосферу при безоблачном небе, называются прямой солнечной радиацией. Максимальная ее величина при высокой прозрачности атмосферы на перпендикулярной лучам поверхности в тропическом поясе равна около 1,05 – 1, 19 кВт/м 2 (1,5 – 1,7 кал/см 2 х мин. В средних широтах напряжение полуденной радиации обычно составляет около 0,70 – 0,98 кВт /м 2 х мин (1,0 – 1,4 кал/см 2 х мин). В горах эта величина существенно увеличивается.
Часть солнечных лучей от соприкосновения с молекулами газов и аэрозолями рассеивается и переходит в рассеянную радиацию. На земную поверхность рассеянная радиация поступает уже не от солнечного диска, а от всего небосвода и создает повсеместную дневную освещенность. От нее в солнечные дни светло и там, куда не проникают прямые лучи, например под пологом леса. Наряду с прямой радиацией рассеянная радиация также служит источником тепла и света.
Абсолютная величина рассеянной радиации тем больше, чем интенсивнее прямая. Относительное значение рассеянной радиации возрастает с уменьшением роли прямой: в средних широтах летом она составляет 41%, а зимой 73% общего прихода радиации. Удельный вес рассеянной радиации в общей величине суммарной радиации зависит и от высоты Солнца. В высоких широтах на рассеянную радиацию приходится около 30%, а в полярных — примерно 70% от всей радиации.
В целом же на рассеянную радиацию приходится около 25 % всего потока солнечных лучей, приходящих на нашу планету.
На земную поверхность, таким образом, поступает прямая и рассеянная радиация. В совокупности прямая и рассеянная радиация образуют суммарную радиацию, которая определяет тепловой режим тропосферы.
Поглощая и рассеивая радиацию, атмосфера значительно ее ослабляет. Величина ослабления зависит от коэффициента прозрачности, показывающего, какая доля радиации доходит до земной поверхности. Если бы тропосфера состояла только из газов, то коэффициент прозрачности был бы равен 0,9, т. е. она пропускала бы около 90% идущей к Земле радиации. Однако в воздухе всегда присутствуют аэрозоли, снижающие коэффициент прозрачности до 0,7 – 0,8. Прозрачность атмосферы изменяется вместе с изменением погоды.
Так как плотность воздуха падает с высотой, то слой газа, пронизываемого лучами, не следует выражать в км толщины атмосферы. В качестве единицы измерения принята оптическая масса, равная мощности слоя воздуха при вертикальном падении лучей.
Ослабление радиации в тропосфере легко наблюдать в течение суток. Когда Солнце находится около горизонта, то его лучи пронизывают несколько оптических масс. Их интенсивность при этом так ослабевает, что на Солнце можно смотреть незащищенным глазом. С поднятием Солнца уменьшается число оптических масс, которые проходят его лучи, что приводит к увеличению радиации.
Степень ослабления солнечной радиации в атмосфере выражается формулой Ламберта:
Ii – радиация, достигшая земной поверхности,
I0 – солнечная постоянная,
p – коэффициент прозрачности,
m – число оптических масс.
Солнечная радиация у земной поверхности. Количество лучистой энергии, приходящее на единицу земной поверхности, зависит, прежде всего, от угла падения солнечных лучей. На одинаковые площади на экваторе, в средних и высоких широтах приходится различное количество радиации.
Солнечная инсоляция (освещение) сильно ослабляется облачностью. Большая облачность экваториальных и умеренных широт и малая облачность тропических широт вносят значительные коррективы в зональное распределение лучистой энергии Солнца.
Распределение солнечного тепла по земной поверхности изображается на картах суммарной солнечной радиации. Как показывают эти карты, наибольшее количество солнечного тепла – от 7 530 до 9 200 МДж/м 2 (180-220 ккал/см 2 ) получают тропические широты. Экваториальные широты из-за большой облачности получают тепла несколько меньше: 4 185 – 5 860 МДж/м 2 (100-140 ккал/см 2 ).
От тропических широт к умеренным радиация уменьшается. На островах Арктики она составляет не более 2 510 МДж/м 2 (60 ккал/см 2 ) в год. Распределение радиации по земной поверхности имеет зонально-региональный характер. Каждая зона распадается на отдельные районы (регионы), несколько отличающиеся друг от друга.
Сезонные колебания суммарной радиации.
В экваториальных и тропических широтах высота Солнца и угол падения солнечных лучей по месяцам изменяются незначительно. Суммарная радиация во все месяцы характеризуется большими величинами, сезонная смена тепловых условий или отсутствует, или весьма незначительна. В экваториальном поясе слабо намечаются два максимума, соответствующие зенитальному положению Солнца.
В умеренном поясе в годовом ходе радиации резко выражен летний максимум, в котором месячная величина суммарной радиации не меньше тропической. Число теплых месяцев уменьшается с широтой.
В полярных поясах радиационный режим резко изменяется. Здесь в зависимости от широты от нескольких суток до нескольких месяцев прекращается не только нагревание, но и освещение. Летом же освещение здесь непрерывно, что существенно повышает сумму месячной радиации.
Усвоение радиации земной поверхностью. Альбедо. Суммарная радиация, достигшая земной поверхности, частично поглощается почвой и водоемами и переходит в тепло. На океанах и морях суммарная радиация расходуется на испарение. Часть суммарной радиации отражается в атмосферу (отраженная радиация).
Нам важно ваше мнение! Был ли полезен опубликованный материал? Да | Нет
Источник
Эта статья перенесена сюда!
Источником тепловой и световой энергии для Земли является солнечная радиациия. Ее величина зависит от широты места, так как от экватора к полюсам угол падения солнечных лучей уменьшается. Чем меньше угол падения солнечных лучей, тем на большую поверхность распределяется пучок солнечных лучей одинакового сечения, а следовательно на единицу площади приходится меньше энергии.
Благодаря тому, что в течение года Земля совершает 1 оборот вокруг Солнца, перемещаясь, сохраняя постоянство угла наклона своей оси к плоскости орбиты (эклиптики) появляются сезоны года, характеризующиеся разными условиями нагрева поверхности.
21 марта и 23 сентября Солнце стоит в зените под экватором (Дни равноденствия). 22 июня Солнце в зените над Северным Тропиком, 22 декабря – над Южным. На земной поверхности выделяют пояса освещенности и тепловые пояса (по среднегодовой изотерме +20 о С проходит граница теплого (жаркий) пояса; между среднегодовыми изотермами +20 о С и изотермой +10 о С расположен умеренный пояс; по изотерме +10 о С – границы холодного пояса.
Солнечные лучи проходят через прозрачную атмосферу, не нагревая ее, они достигают земной поверхности, нагревают ее, а от нее за счет длинноволнового излучения нагревается воздух. Степень нагрева поверхности, а значит и воздуха, зависят, прежде всего, от широты местности, а также от 1) высоты над уровнем моря (с подъемом вверх температура воздуха уменьшается в среднем на 0,6ºС на 100 м .; 2) особенностей подстилающей поверхности которая может быть разной по цвету и иметь различное альбедо – отражающую способность горных пород. Также разные поверхности имеют разную теплоемкость и теплоотдачу. Вода из-за высокой теплоемкости медленно нагревается и медленно, а суша наоборот. 3) от побережий в глубь материков количество водного пара в воздухе уменьшается, а чем прозрачнее атмосфера, тем меньше рассеивается в ней солнечных лучей каплями воды, и больше солнечных лучей достигает поверхности Земли.
Вся совокупность солнечной материи и энергии, поступающая на землю называется Солнечная радиация. Она делится на прямую и рассеянную. Прямая радиация – это совокупность прямых солнечных лучей, пронизывающих атмосферу при безоблачном небе. Рассеянная радиация – часть радиации, рассеивающаяся в атмосфере, лучи при этом идут во всех направлениях. П + Р = Суммарная радиация. Часть суммарной радиации отраженная от поверхности Земли называется отраженная радиация. Часть суммарной радиации поглощенная поверхностью Земли – поглощенная радиация. Тепловая энергия, движущаяся от нагретой атмосферы к поверхности Земли, навстречу потоку тепла от Земли называется встречное излучение атмосферы.
Годовое количество суммарной солнечной радиации в ккал/см 2 год (по Т.В. Власовой).
Эффективное излучение – величина, выражающая фактический переход тепла от поверхности Земли к атмосфере. Разница между излучением Земли и встречным излучением атмосферы определяет прогрев поверхности. От эффективного излучения напрямую зависит радиационный баланс – результат взаимодействия двух процессов прихода и расхода солнечной радиации. На величину баланса во многом влияет облачность. Там где она значительная в ночное время она перехватывает длинноволновое излучение Земли не давая ему уйти в космос.
От поступления солнечной радиации напрямую зависят температуры подстилающей поверхности и приземных слоев воздуха и тепловой баланс.
Тепловой баланс определяет температуру, ее величину и изменение на той поверхности, которая непосредственно нагревается солнечными лучами. Нагреваясь, эта поверхность, передает тепло (в длинноволновом диапазоне) как ниже лежащим слоям, так и атмосфере. Саму поверхность называют деятельной поверхностью.
Основные составляющие теплового баланса атмосферы и поверхности Земли как целого
Энергия поступающая к поверхности Земли от Солнца
Источник